ГОДОВАЯ ЗАТРАТА ТЕПЛА НА ИСПАРЕНИЕ

Расстановка ударений: ГОДОВА`Я ЗАТРА`ТА ТЕ`ПЛА НА ИСПАРЕ`НИЕ

Линии равных величин годовой затраты тепла на испарение в килокалориях на кв. см в год

сы расходуется эта энергия. Е входит в уравнения как Т. б., так и водного баланса: оно зависит от кол-ва осадков, создающих запасы влаги в почве, и от R, т. е. от поступления энергии, необходимой для её испарения. Поэтому соотношение величин R и LE может служить характеристикой степени увлажнения суша; чем больше доля энергии, расходуемой на испарение (см. Радиационный индекс сухости), тем больше степень увлажнения данной местности. В экв. широтах при высоком К (см. карту) выпадает так много осадков, что даже на материках на LE расходуется большая часть энергии. В тронич. широтах LE составляет лишь небольшую долю расхода энергии, а большая её часть тратится на нагревание атмосферы (через Р). В более высоких широтах R уменьшается с широтой, и поступающей энергии становится недостаточно для испарения всех выпадающих на сушу осадков. На океанах R в среднем больше, чем на суше (гл. обр. за счет альбедо), a LE представляет осн. вид расхода энергии: в высоких широтах LE даже больше R (по абс. величине), поскольку здесь на испарение расходуется дополнит, энергия за счёт F — переноса тепла течениями из низких широт в высокие. Во вяетропич. широтах структура Т. б. земной поверхности резко меняется по сезонам года, особенно на суше. В широтах выше 35—40° зимой как на материках, так и на океанах R отрицателен (хотя и близок к 0). На материках LE близок к 0, а Р положителен (турбулентный приток тепла из атмосферы) и компенсирует отрицательный R. На океанах потери энергии как на R, так и на LE компенсируются в значит, части притоком тепла с точениями, а Р часто бывает отрицателен, перенося тепло, идущее на нагревание холодного воздуха с ма-терпков.

2) Т. б. атмосферы: Ra+Lr+P'+C=0, где Ra — радиационный баланс атмосферы (всегда отрицательный), равный разности между притоком тепла за счёт поглощения солнечной радиации и эффективного излучения земной поверхности и расходом тепла на излучение в мировое пространство: т — количество выпавших осадков (Lr — всегда положит, приток тепла за счёт конденсации водяного пара в атмосфере); Р' = —Р —турбулентный теплообмене земной поверхностью; С — адвекция тепла. Распределение ср. годовых величин, составляющих Т. б. атмосферы по широтам, представлено на карте.

3) Средний годовой Т. б. Земли в целом: Ss — - Is= (Ss - S0) Ч- Р + Lr + Iu- Is= S0 - P-LE-I0= 0, где, помимо уже известных обозначений, Ss — поток солнечной радиации на верхней границе атмосферы, S0—кол-во солнечной радиации, поглощённой земной поверхностью; 1„— эффективное излучение земной поверхности IT Is — уходящее излучение атмосферы. Первая часть представляет уравнение Т. б. на верхней границе атмосферы, вторая — в атмосфере, третья — на земной поверхности.

Лит.; Будыко М. И., Тепловой баланс земной поверхности, Л., 1956.

© Алексей Сергеевич Злыгостев, подборка материалов, оцифровка, разработка ПО, оформление 2001–2018

При копировании отдельных материалов проекта (в рамках допустимых законодательством РФ) активная ссылка на страницу первоисточник обязательна:

'GeoMan.ru: Библиотека по географии'